华北地区一次气溶胶与浅积云微物理特性的飞机观测研究

蔡兆鑫蔡淼李培仁 李军霞 孙鸿娉杨怡曼任刚高欣

1山西省人工降雨防雹办公室，太原030032

2北京师范大学，北京100081

3中国气象局中国气象科学研究院云雾物理实验室，北京100081

4宁波市奉化区气象局，浙江宁波315500

5山西省气象服务中心，太原030002

1 引言

云在地球能量平衡（Ramanathan et al.,1989;Norris, 2005）和水循环（Andreae and Rosenfeld,2008;Li et al.,2016）中起到重要作用，对区域和全球的气候有重要影响。当大气中相对湿度条件适宜时，气溶胶可以作为云凝结核（CCN）和冰核（IN）参与云的形成过程（Pruppacher and Klett,1997）。自工业革命以来，气溶胶大幅度增加，云和降水特性的变化可以通过气溶胶—云相互作用（ACI）和气溶胶—辐射相互作用这两种途径来解释（Boucher et al.,2013）。前者导致云滴数量增加，但云滴尺度减小，从而增加云的反射率，提高云的反照率，即气溶胶第一间接效应（Twomey,1977）。后者导致云中存在数量较多但尺度较小的水滴，从而降低碰撞聚合效率，延长云的生命史，并抑制雨的形成，即气溶胶第二间接效应（Albrecht,1989）。大量的研究为上述气溶胶间接效应（AIE）提供了观测证据和理论解释（Peng et al.,2002; Feingold et al., 2003;Wang et al.,2014; Qiu et al.,2017;Liu and Li,2018）。气溶胶间接效应对全球和区域气候的影响引起了广泛关注，政府间气候变化专门委员会（IPCC）发布的评估报告也对其进行了评估（IPCC,2007,2013）

在过去的几十年中，大多数关于ACI的研究都集中在含有液相粒子的海洋层状云或层积云。一方面，这些云覆盖范围广，生命史较长，可以对气候产生明显的辐射效应（Ackerman et al.,2004;Matheson et al.,2005;Liu et al.,2016）；另一方面，沿海地区的水云对气溶胶的增加更为敏感（Zhao et al.,2018b）。近年来，越来越多的人开始关注气溶胶对陆地上空的积云或对流云的间接效应，但对流发展机制以及气溶胶对混合相云和冰相云的影响仍有许多未解之谜（Fan et al.,2016）。因此，很多科学家开始对浅积云进行测量，获取云底以下气溶胶和云内微物理特性的信息，从而研究气溶胶对积云发展的影响。例如，一些野外观测和模式研究表明，在陆地上空的浅积云中，气溶胶浓度越高，云滴数目越多，云粒子尺度越小（Xue and Feingold,2006;Lu et al.,2008;Gustafson et al.,2008;Shrivastava et al.,2013）。但Jiang et al.（2008）研究指出，气溶胶增加对浅积云寿命的影响微不足道。Lohmann and Hoose（2009）和Lu et al.（2013）研究了浅积云中夹卷混合和微物理特性之间的关系，但很难确定占主导地位的是均匀混合还是极不均匀混合。此外，Saleeby et al.（2015）的模式研究表明，通过考虑微物理和动力反馈的相互作用，气溶胶的增加有利于从浅积云到深对流云的发展。通过对卫星资料的分析，Yuan et al.（2011）发现在信风积云中，火山气溶胶对云量有增强作用。尽管如此，气溶胶对浅积云的间接影响仍然有较高的不确定性，辐射强迫的信号和大小尚未确定（Xue et al.,2008）。在从浅积云向对流云发展的过程中，气溶胶的作用仍有较大争议。

在华北地区，由于人为污染严重，气溶胶和CCN 的数浓度极高（Guo et al.,2009;Duan et al.,2012;Wang et al.,2018）。分析华北地区气溶胶和浅积云的微物理特性对于我国大气科学研究具有重要意义，因此近些年来在华北地区也开展了一些关于气溶胶和云物理特性的飞机观测研究。孙霞（2013）统计了2006～2010年华北平原上空云的微物理参量，发现淡积云中云粒子浓度Nc为140±125 cm-3，LWC（liquid water content）为0.845±0.533 g m-3。卢广献和郭学良（2012）利用2009年春季开展的“环北京云观测试验”观测的气溶胶和CCN数据，研究了试验期间大气气溶胶的分布、来源特征及其与CCN 的转化关系。Zhang et al.（2011）利用7次飞机观测数据分析了北京高污染地区的气溶胶—云相互作用，以及气溶胶数浓度和LWC对云滴大小的影响。Zhao et al.（2018a）利用6架次飞机观测资料，研究了河北地区大气气溶胶与云微物理特性之间的关系，分析该地区大气气溶胶第一间接效应约为0.10～0.19。Yang et al.（2019）发现气溶胶对浅积云的间接效应既受污染物的影响，也受到水分供应的制约。Li et al.（2019）利用2013年5月在山西开展的六架次飞机观测资料，统计分析了气溶胶粒子模态特征，云滴数浓度、尺度和液态含水量等参量之间的关系。然而，由于飞行安全、空域限制以及其他原因，利用飞机对气溶胶和云的空间分布和微物理特性的观测仍十分缺乏。

山西地处华北平原和黄土高原之间，是我国重要的能源基地，环境污染较为严重，了解该地区的气溶胶分布特征和浅积云微物理特性具有较大意义。2014年7～9月，山西省人工降雨防雹办公室在山西省忻州地区组织开展了一系列针对我国大陆性浅积云的飞机穿云观测试验，取得了大量宝贵的飞机观测资料。本文利用试验中8月15日一次飞行探测个例，分析华北地区气溶胶与浅积云微物理特征，其结果可为气溶胶—CCN—云滴相互作用的研究提供观测依据。

2 仪器和数据处理

2.1 机载仪器介绍

本文所使用的资料为机载探测资料，探测飞机为运-12，该飞机飞行速度约为60～70 m s-1，爬升和下降速度约为2～5 m s-1。飞机搭载了美国DMT（Droplet Measurement Technology）云物理探测系统，采样探头主要包括：（1）气溶胶探头（Passive Cavity Aerosol Spectrometer Probe，PCASP），测量范围为0.1～3μm，用来测量气溶胶粒子。（2）云凝结核计数器（Cloud Condensation Nuclei Counter，CCNC），此次试验用的是CCN-200，具有两个独立云室，可以同时测得两个不同过饱和度下的云凝结核数量。（3）热线含水量仪器探头（The hot-wire cloud liquid water content，Hot-wire-LWC），用来测量云中液态水含量。（4）云粒子探头（Cloud Droplet Probe，CDP），测量范围为2～50μm，共分为30档，分辨率为1～2μm，用来测量霾、云滴等粒子。（5）云粒子图像探头（Cloud Imaging Probe，CIP），测量范围为25～1550μm，共分为62档，分辨率为25μm，主要用于探测冰晶和大云滴。（6）降水粒子图像探头（Precipitation Imaging Probe，PIP），测量范围为100～6200μm，共分为62档，分辨率为100μm，主要用于探测降水粒子。（7）飞机综合气象要素测量系统（Aircraft-Integrated Meteorological Measurement System，AIMMS-20），主要用于测量温度、湿度、相对湿度、空气的静态气压和动态气压、风速、风向、轨迹等（蔡兆鑫等,2019）。（8）高清摄像机两部和照相机一部，主要用于记录宏观特征资料。在探测之前，所有仪器均经过地面标定，各探头参数见表1。

2.2 数据处理

表1 DMT云物理探测系统的各探头参数列表Table 1 List of all the DMT(Droplet Measurement Technology)instrumentson theaircraft during the research flights

据CDP探测粒子谱计算的云滴有效直径（cloud droplet effective diameter，记为Dc），单位：μm。（4）Hot-wire-LWC探测的液态水含量（liquid water content，LWC），单位：g m-3。

根据前人研究，判断飞机入云有不同的方法，本文参考蔡兆鑫等（2019）的方法，当Nc>10 cm-3且LWC>0.001 g m-3时认为飞机入云。

2.3 飞行方案描述

3 气溶胶和CCN的观测结果与分析

3.1 气溶胶分布特征

飞机入云前，针对太原和忻州地区（37.7°～38.3°N，112.6°～112.8°E）的气溶胶进行了采集，下垫面主要为丘陵和山区（海拔高度为1100 m）。飞机探测的Na、Da、温度（T）和相对湿度（RH）的垂直廓线，以及气溶胶粒子谱如图2所示。

由图2c可以看出，2400 m 高度层以下，RH随高度变化不大，高于2400 m 时，RH 随高度增加迅速增大。温度随高度单调递减，无明显的逆温层，温度垂直递减率约为8.5°C km-1，接近干绝热递减率。根据位温垂直变化结果（图略）发现，2400 m 以下，∂θ/∂z>0，温度层结稳定，2400～3600 m 范围内，∂ θ/∂z=0，温度层结为中性，3600 m高度以上，∂θ/∂z>0，温度层结稳定（盛裴轩等,2003），可以判定边界层海拔高度约为3600 m。

图1 2014 年8月15日飞机探测的（a）飞行轨迹、（b）飞行高度（蓝线，单位：m）及对应温度（黑线，单位：°C）的时间序列、（c）积云照片、（d）穿云过程中机窗上出现的积冰照片Fig.1 Aircraft observation on 15 August 2014:(a)Flight trajectory;(b)time series of flight altitude(blue line,units:m)and temperature(black line,units:°C);(c) photo of a cumulus;(d)in-cloud photo of ice through aircraft window

机载探测气溶胶资料取300 m 平均，如900 m高度的数据为750～1050 m 范围内的观测结果的平均值。分析可见，2400 m 以下，由于温度稳定层结，近地面气溶胶向上传输受到抑制，Na随高度增加而迅速减小（图2a），近地面层Na可达2500 cm-3，2400 m 高度约为615 cm-3，Da则随高度增加而增加（图2b）。2400～3600 m 为中性层结，湍流运动较强，Na随高度增加而增大，3600 m 的Na达到1000 cm-3；Da先减小后增大。3600 m 高度以上，温度稳定层结，Na和Da均随高度增加而减小。总体而言，本研究中观测到的气溶胶垂直廓线变化复杂，这与北京（Liu et al.,2009）和内蒙古（Yang et al.,2017）的观测结果有较大差异。

图2d 为900～4500 m 高度范围内不同高度的气溶胶粒子谱分布。可以看出，直径0.1～0.3μm的气溶胶粒子在不同高度的谱型较为相似，900～2400 m 高度层，粒子浓度随高度的增加而减少；2400～3600 m 高度层，粒子浓度随高度增加变化不大；3600 m 高度以上，粒子浓度随高度的增加而减少。直径1.1～3.0μm 的气溶胶粒子在2400 m 以下粒子谱分布连续，且数值较大；2400～3600 m，谱线偶有断裂，粒子浓度随高度增加明显降低；3600 m 以上，浓度进一步降低。Na结果接近时（如3000 m 和3900 m），高层Da明显较小，谱线也有较大不同，表明边界层内外的气溶胶可能有不同的来源。

3.2 CCN垂直分布

图3给出了云底以下CCNN2和CCNN1的垂直廓线。可以看出，CCN数浓度也存在明显分层，2400 m 高度以下，不同过饱和度的CCN 数浓度均随着高度增加而降低；2400～3600 m，CCNN2随着高度增加变化并不明显，CCNN1随着高度增加先降低再增加；3600 m 高度以上，CCNN2随着高度增加而降低，CCNN1随高度增加起伏变化。2400 m 高度以上CCN的误差棒小于该高度层以下的误差棒（横坐标为对数坐标），说明高层的CCN 离散度更低。边界层高度以下，CCNN2和CCNN1分别为1000～6000 cm-3和400～1400 cm-3，与北京（Zhang et al.,2011）观测到的SS=0.3%时，CCN 浓度最大值为3260 cm-3的结果接近。此外，由于PCASP探头探测能力所限，大量在0.4%的过饱和度下可以被活化的核模态（直径D<0.1μm）和粗模态（D>3μm）的气溶胶粒子无法被探测到（Li et al.,2015），所以边界层高度以下，CCNN2结果比Na更大。

图2 2014 年8月15日16 时（北京时）4500 m 高度以下（a）N a，（b）D a，（c）温度（实线，单位：°C）、相对湿度（虚线），（d）气溶胶粒子谱的垂直分布。图d 中的N 和D分别表示粒子的数浓度和直径Fig.2 Vertical profilesof (a) N a (aerosol particlenumber concentration),(b) D a (aerosol particle effective diameter),(c) temperature(solid line,units:°C)and RH(Relativehumidity,dashed line),and (d)spectrum of aerosol particles measured below theheight of 4500 m at 1600 BJT (Beijing time)15 August 2014.In Fig.d, N, D represent number concentration and diameter of particle, respectively

图3 2014 年8月15日（a）CCNN2、（b）CCNN1、（c）不同过饱和度活化率的垂直廓线Fig.3 Vertical profiles of (a)CCNN2,(b)CCNN1,and (c)activation ratio(AR)at SS=0.2%and SS=0.4%on 15 August 2014.CCNN1 and CCNN2 represent the cloud condensation nuclei number concentration at supersaturations(SS)of 0.2% and 0.4%

CCN 的形成与气溶胶尺度，吸湿性以及环境的过饱和度有关，CCN 和气溶胶数浓度的比值可以表示在某种过饱和度下气溶胶转化为CCN 的活化率（Activation Ratio, AR），不同高度上的AR一定程度上也体现了该高度上气溶胶粒子直径和吸湿性信息（图3c）。3900 m 以下，过饱和度为0.4%的AR 大于1，近地面层的活化率可接近2.5，说明该高度层以下存在大量核模态和粗模态的气溶胶粒子被活化。2400～4500 m，活化率随着高度的增加而减小，说明该高度层内积聚模态（0.1μm

3.3 气溶胶来源分析

本研究中的气溶胶和CCN 数据表明，边界层内和边界层上方可能有不同的气溶胶来源。根据Zhang et al.（2016）和Li et al.（2017）的研究结果，山西省地面气溶胶成分主要是硫酸盐和氨盐、氮氧化物以及黑碳气溶胶，它们对边界层内的CCN有潜在贡献。然而，对于高空，尤其是云底附近的气溶胶组分仍缺乏研究。因此，本文利用后向轨迹模式HYSPLIT4（Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory）来分析各高度层气团的来源，从而推测其主要组分。

图4显示了模拟的1200 m、2000 m、2800 m、3600 m 和4400 m 高度层上48 h 的气团后向轨道。结果表明，1200 m 高度气溶胶主要来源于观测区域周边近地面形成的污染性细粒子气溶胶，2000 m高度的气团主要来源于陕西黄土高原的近地面层粗粒子沙尘气溶胶，气团向东北方向移动，并随着地形抬升而来。这些气溶胶容易在边界层内均匀混合，使得本来新鲜排放出来时为不可溶的沙尘转变为可吸湿/可溶的混合型沙尘，又因为其尺寸较大，从而易被活化成为CCN。2800 m、3600 m 和4400 m的气团主要来自中国西北部和外蒙古，沿途带来沙漠和干旱地区（如戈壁沙漠）的沙尘气溶胶，且一直在较高的高度向观测区水平传输。传输过程中，较大沙尘气溶胶受重力作用下沉，气团中所剩沙尘气溶胶主要为亚微米颗粒，因为没有机会与大量污染性气溶胶混合，可以认为大部分高空传输来的沙尘气溶胶仍保持不可溶/不吸湿的特性。这些细小的、难溶解的沙尘微粒难以活化成为CCN，但在一定条件下可以成为IN，因此2800 m 以上的气溶胶活化率显著降低，高空的CCN 主要来源于低层传输或高空光化学过程产生硫酸盐气溶胶。

图4 观测区域不同高度气团48 h 后向轨迹分布，终止时间为2014 年8月15日16时。绿线、蓝线、红线、黑线和黄线分别表示1200 m、2000 m、2800 m、3600 m、4400 m 的后向轨迹Fig.4 48-h backward trajectories of air mass at fiveheight levelsin the measurement area,ending at 1600 BJT 15 August 2014.The green, blue,red,black,and yellow linesrepresent the backward trajectories at 1200 m,2000 m,2800 m,3600 m and 4400 m height, respectively

通过分析可以发现，边界层和云底以下的气溶胶来源不同，因此具有不同的特征。2400 m 以下的气溶胶可能是来自局地排放的细模态可溶性颗粒物和来自附近黄土高原的粗模态的沙尘颗粒，沙尘气溶胶与局部吸湿性污染物混合后易于溶解。3600 m以上的悬浮粒子主要为可溶性硫酸盐和从长距离输送的不溶性沙尘等亚微米粒子，长距离传输中，大于1μm 的粒子在重力作用下沉，所剩的亚微米级的沙尘粒子保持难溶的特性，CCN的主要来源为硫酸盐气溶胶，因此，边界层中混合均匀的气溶胶粒子浓度较高，尺度随高度变化不大。

以上研究表明，在受人为气溶胶和沙尘气溶胶双重影响的华北地区，地面附近和云底以下的沙尘颗粒具有不同的特征大小和溶解度，说明当云底海拔相对较高（约4000 m）时，在边界层获得的气溶胶数据可能难以很好地代表云下的气溶胶特征。

4 积云观测结果与分析

积云形成过程中，往往会受环境中气溶胶浓度和组分的影响。此次飞行过程，对两块积云做了不同程度的探测，由于两块积云的距离和穿云飞行时间均相隔不大，可以认为形成两块积云的环境气溶胶特性相同。

4.1 云微物理量的时间演变

图5 2014 年8月15日飞机探测的两块积云（Cu-1、Cu-2）中（a）LWC、（b）N c、（c）D c、（d）N d、（e）N r 随时间的变化Fig.5 Time series of (a)LWC(cloud water content),(b)N c (cloud particle number concentration),(c)D c (cloud droplet effective diameter),(d)N d(drizzledroplet number concentration),and (e) N r (rain droplet number concentration)for the two cumulusclouds (Cu-1,Cu-2)observed by theaircraft on 15 August 2014

由图1b可知，两个积云的云内温度均低于0°C，为冷云。探测时段内云微物理参量随时间的变化如图5所示。可以看出，云内和云外LWC有明显差异，云内LWC含量较高，整体超过0.1g m-3，最大值为1.14 g m-3。Cu-1的LWC 数值较为稳定，约0.5 g m-3；Cu-2发展较为旺盛，云中LWC含量较大，有多个超过1 g m-3的大值区域。Nc的变化趋势与LWC较为接近，Cu-1中Nc平均值为278.3 cm-3，Cu-2 中Nc平均值为445.3 cm-3，最大值为1240 cm-3。本次Cu-2的飞机探测结果，LWC 和Nc的数值与北京地区积云的观测结果（Deng,2009）较为接近；与内蒙地区相比，LWC数值接近，但Nc偏小（Lü,2017）；与河北地区相比，LWC和Nc均较大（Zhao,2018a）。结合飞行录像可以发现，当云中Nc超过500 cm-3时，飞机机窗容易出现积冰，说明云中主要为过冷水。飞机穿越Cu-1时窗口积冰较薄，飞至晴空区后积冰融化所需时间约10 s，而穿越Cu-2时窗口积冰明显偏厚，飞至晴空区后积冰融化用时约为1 min，表明Cu-1的过冷水含量低于Cu-2，这与云微物理量的探测结果相符。Cu-1中Dc全部小于14 μm，难以产生降水（Rosenfeld,2000;Ramanathan et al.,2001），而Cu-2的云粒子直径最大可达30～40μm。Cu-1中毛毛雨滴粒子很少，Nd的最大值仅为0.002 cm-3，云中几乎无降水粒子。Cu-2中毛毛雨滴粒子和降水粒子浓度均高于Cu-1，Nd的最大值为0.006 cm-3，主要集中在Cu-2 的中上部，Nr的最大为0.00078 cm-3。云中出现降水粒子时，往往伴随着小云粒子的低值，这可能是碰撞—聚并过程的结果。

4.2 云微物理量的垂直廓线

图6为两块积云中微物理量随高度的变化。垂直方向做百米平均处理，如，4000 m 高度的LWC数值为3950～4050 m 高度范围内的平均值。分析可见，Cu-1中，随着高度的增加，LWC和Nd均呈现先增加后减小的趋势，Nc随着高度缓慢增加；Dc随高度缓慢增加，靠近云顶附近则迅速减小，可能是由于夹卷作用导致云滴蒸发变小。Cu-2中，LWC 在4300 m 高度以下分布较为均匀，基本在0.1g m-3左右；4400 m 以上LWC跃增，平均值起伏变化明显，数值集中在0.2～0.5 g m-3之间，且高层的数值离散度更大，说明该云的中上部出现了部分LWC极大值。Nc总体变化不明显，但不同高度上的离散度均比较大，说明小云粒子空间分布不均。Nc的最大值出现在4400 m 高度附近，为云的中下部，Nc在4300 m 以下随着高度降低逐渐增大，4400 m 以上随着高度增加而缓慢减小，靠近云顶附近时，Nc出现低值，应为夹卷过程所致。Dc总体随着高度增加而增加，最大值小于14μm，说明云中以凝结增长为主，Cu-2中处于零度层以下，故云中云滴为过冷水滴，云顶附近出现冰晶，说明云中粒子直接从凝结增长状态进入到混合相态，符合Rosenfeld and Woodley（2003）提出的污染条件下对流云中云粒子随云厚增长的概念（Martins et al.,2011）。Nd和Nr均随着高度增加而增大。此外，4500～5000 m 高度范围内，Cu-1和Cu-2中相同高度的有效粒子直径Dc基本相同，这与Rosenfeld and Lensky（1998）的研究结果一致。

图6 2014 年8月15日两块积云（Cu-1、Cu-2）中（a）LWC、（b）N c、（c）D c、（d）N d、（e）N r 的垂直分布特征Fig.6 Vertical profilesof (a) LWC,(b) N c,(c) D c,(d) N d,(e) N r for the two cumulusclouds(Cu-1,Cu-2)on 15 August 2014

结合气溶胶和CCN 的研究结果可知，两积云中都是以较小尺寸的不可溶沙尘气溶胶为主，由于气溶胶含量较多，云中粒子难以长大，有效粒子半径较小，低于0°C时以过冷云滴为主。Cu-2的云水含量明显高于Cu-1，Cu-1中冰晶粒子很少，而Cu-2 中存在的冰晶粒子相对较多，由此可以初步判断出Cu-2 的垂直发展比Cu-1旺盛。Cu-1为一组积云群，积云间隙较大，夹卷更为明显，云与气溶胶混合更加充分，云中含水量和过饱和度较低，且存在一定量的蒸发，云滴浓度较少。Cu-2为孤立积云，与Cu-1相比，飞机穿飞Cu-2时候更加颠簸，说明Cu-2中上升速度更大；云中水汽充足，过饱和度相对较大，可以活化更多的沙尘气溶胶，使得云滴偏多。此外，在Cu-2云顶约-8°C的部位，通过云滴与沙尘的接触冻结核化可以生成冰晶。这两块积云中是否出现冰晶，是由云中不同的垂直速度特征决定的。

4.3 不同高度的粒子谱分布特征

为了进一步了解积云中粒子尺度大小及浓度分布情况，图7给出了两块积云内部不同高度的粒子数浓度全谱分布（DSD）。

Pruppacher and Klett（1997）研究指出，大多数小于20μm 的粒子是由凝结增长产生的。Cu-1中，大于20μm 的粒子出现在4800 m 以上，并形成部分大冰晶。4500 m、4800 m 和5100 m 高度的粒子谱均呈双峰分布，第一个峰值均为7μm，第二个峰值为11μm 或13μm。粒子谱宽随着高度增加而增大，4500 m 的粒子谱宽为23μm，4800 m的粒子谱宽为125 μm，5100 m 的粒子谱宽为400 μm。不同高度的粒子尺度大多集中在30 μm 之内，50 μm以上粒子浓度低且谱线不连续，云中基本为过冷水云滴。

Cu-2中，4500 m 以下粒子谱型呈单峰分布，4500 m 以上（含4500 m）呈双峰分布。所有高度的粒子谱宽均超过500μm，说明云中存在冰晶和降水粒子。4200 m 以下，高浓度粒子的尺度小于20μm，可以认为以过冷水为主，大于50μm 的粒子含量很低，且谱线极不连续，应为高处冰晶掉落所致。4500 m 以上出现大量大于30μm 的粒子，发生接触冻结核化形成了冰晶，冻结过程释放潜热促使云中垂直运动加强，结合4.2节结果可以看出，此高度以上LWC显著增加。5100 m 的粒子谱较为连续，粒子尺度最大可达900μm，该高度的冰晶应为自然过程生成，结合4.1节的分析结果可知，云中为过冷水滴和冰晶的混合。

图7 2014 年8月15日两块积云（Cu-1、Cu-2）中不同高度粒子谱分布Fig.7 Distributionsof droplet sizeat different altitudesin the two cumulusclouds(a)Cu-1 and (b)Cu-2 on 15 August 2014

综合来看，随着高度的增加，两块积云中的粒子谱宽增大，谱型由单峰型向多峰型转变，云中由纯过冷水逐渐转化为过冷水与冰晶混合。4.2节分析结果表明，相同高度上Cu-1和Cu-2的有效粒子直径基本一致，但Cu-2的粒子浓度更高，粒子谱更宽，说明两块积云发展阶段并不完全一致。因此，简单利用云滴数浓度和有效粒子半径并不能真实反映云内部的发展状况。

4.4 不同高度的粒子图像特征

图8给出了不同高度上CIP和PIP图像。整个飞行过程中，Cu-1中只有霰粒子图像（图8a），Cu-2 中可以看到有霰粒子、针状以及板状冰相粒子存在（图8b-g）。将图6、图7和图8结合分析可以发现，4500 m 以上Cu-2的LWC 值较高，云中粒子的生长速度明显快于Cu-1。根据3.3节分析结果，Cu-2中的冰核主要由亚微米的不溶性沙尘粒子组成，冰晶可能首先在云顶附近（5100 m，-8°C）通过异质核化冻结形成。冰粒子长大后掉入低层过冷水富集区，当冰晶与过冷水滴共存时，冰晶可以通过贝吉隆过程消耗过冷水继续增长。冻结过程释放潜热，促进云体进一步发展，使冰晶等粒子在混合相层停留更长时间，变得更大（Rosenfeld et al., 2008）。因此，我们推测沙尘气溶胶作为冰核粒子导致了毛毛雨滴粒子和降水粒子的增长（图7b中DSD的第二个峰值）。相反，在Cu-1中，由于垂直速度较弱和LWC较低，沙尘气溶胶上不会形成冰粒子。当两个积云中气溶胶条件相同时，垂直运动强度是决定冰相粒子出现的最重要因素。

4.5 气溶胶—CCN—云滴相互关系

此次探测过程中，积云的云底高度约为3900 m，结合3.1、3.2和4.2节的观测结果，可以分别得到积云的云下气溶胶数浓度（Na）、CCN的数浓度（CCNN），以及云底的云滴数浓度（Nc）的分布。分析发现，云下附近Na约为1000 cm-3，CCNN1浓度约为420 cm-3，CCNN2浓度约为1260 cm-3，云底附近云滴数浓度约为250 cm-3。通过计算Na、CCNN 和Nc平均值的比值可知，气溶胶转换为云滴的比率约为25%。若云中过饱和度为0.2%，云底约有42%的气溶胶可以活化，约有60%的CCN 可以转成为云滴；若云中过饱和度为0.4%，会有大量小于100 nm 的气溶胶被活化，其活化率超过100%，约有20%的CCN 可以转成为云滴。

图8 2014 年8月15日两块积云中不同高度、温度的CIP和PIP 图像：（a）Cu-1的PIP粒子图像；（b-d）Cu-2的CIP粒子图像；（e-g）Cu-2的PIP粒子图像。CIP和PIP的图像宽度分别代表1550μm 和6200μm 的测量范围Fig.8 CIP(Cloud Imaging Probe)and PIP(Precipitation Imaging Probe)array probe images at various sampling altitudes and temperatures in the two cumulus clouds:(a)Cu-1 PIPimage;(b-d)Cu-2 CIPimages;(e-g)Cu-2 PIPimages.The width of the CIParray is 1550μm and that of the PIP array is6200μm

5 结论与讨论

本文利用2014年8月15日在山西黄土高原开展的气溶胶和云的飞机探测资料，详细分析了气溶胶、CCN 和浅积云微物理特性及其相互影响。主要结论如下：（1）此次过程的边界层高度约为3600 m，地面到云底高度可分为稳定层结、中性层结和稳定层结三层，近地面气溶胶浓度可达2500 cm-3。不同层结中，气溶胶粒子浓度、有效直径和CCN 数浓度的垂直廓线明显不同，稳定层结时，气溶胶和CCN 数浓度随高度增加而减小，中性层结时，气溶胶浓度随高度增加而增大，CCN 数浓度起伏变化。（2）0.2%过饱和度下，AR 在各高度层的结果变化不大，结果在0.36～0.56之间；由于PCASP探头探测能力所限，因此在0.4%过饱和度下，近地面层会出现AR 接近2.5的情况，2400 m 高度以上，AR 随着高度增加而降低；CCN的主要来源为积聚模态、爱根模态或者核模态的气溶胶颗粒。（3）后向轨迹模式分析表明，2 km 以下的气溶胶主要来自于当地城市排放，由细颗粒污染物组成，具有较高的溶解度。2 km 以上的气溶胶主要来源于中国西北和蒙古地区的沙漠，由亚微米沙尘组成，溶解度相对较低，可作为潜在的冰核。仅从地面或边界层数据获取的气溶胶特性可能为气溶胶—云研究提供误导性的气溶胶特性信息，因此，本文的研究结果强调了在研究气溶胶对于中高层云的影响时，对云底附近的气溶胶观测的必要性。（4）本文细致分析了两块相邻积云的微物理特性。Cu-1云底高度约为4500 m，云厚约为600 m，云体松散，夹卷较多；云中LWC基本相同，约0.5 g m-3；Nc与LWC变化趋势相近，Nc平均值为278.3 cm-3；云中Dc相差不大，整体在15μm以内；Nd很少，最大为0.002 cm-3，几乎无降水粒子；随着高度增加，粒子谱宽增大，但主要集中在30μm 以内。Cu-2云底高度约为3900 m，云厚约1200 m，云体密实；云中过冷水丰沛，LWC的大值随着高度的增加而增加，有多个超过1 g m-3的区域；积云内部粒子水平分布不均，同一高度Nc相差较大，最大可达1240 cm-3；Dc随着高度增加而增大，但最大值不超过14μm，说明云中以凝结增长为主；云中存在大量过冷水滴，云顶附近出现冰晶，说明云中粒子直接从凝结增长状态进入到混合相态；随着高度增加，云中粒子谱宽增大，最大可达1100μm，谱型由单峰分布向多峰转变；降水粒子和冰晶图像大多为霰粒子、针状和板状。

然而，由于缺乏云底附近气溶胶化学组分、上升气流以及云顶附近夹卷等观测数据，本文研究中仍存在一些推测和不确定性，此外，气溶胶和CCN 的探测也不足以包含所有的气溶胶和CCN。因此今后需要加大对于积云内外动力场和气溶胶背景场的观测，全面提高复杂的气溶胶和动力对于华北积云的影响的认识能力。

致谢 感谢“973”项目“气溶胶—云—辐射反馈过程及其与亚洲季风相互作用”（2011CB403401）在本次试验数据质量控制方面做出的贡献。